Радіаційний баланс та його складові

Сонячна радіація, яка досягла земної поверхні, частково відбивається від неї, а частково поглинається нею. Крім цього Земля не тільки поглинає радіацію, але й сама випромінює довгохвильову радіацію в оточуючу атмосферу. Атмосфера, поглинаючи деяку частину сонячної радіації і більшу частину випромінювання земної поверхні, сама також випромінює довгохвильову радіацію. Більша частина цього випр. омінювання направлена до земної поверхні і називається зустрічним випромінюванням атмосфери.

Різниця між кількістю сонячної радіації, яка досягає земної поверхні, і тією, що випромінюється Землею називають радіаційним балансом підстилаючої поверхні.

Пряма сонячна радіація - це випромінювання, яке надходить на земну поверхню від Сонця у вигляді паралельних променів і залежить від висоти стояння Сонця і прозорості атмосфери та збільшується із збільшенням висоти над рівнем моря (зменшення кількості пилу, мінеральних речовин, водяної пари). Хмари нижнього ярусу майже не пропускають пряму сонячну радіацію, і навпаки прозорі хмари верхнього ярусу пропускають велику кількість прямої радіації. Надходження прямої сонячної радіації в безхмарну погоду починається зі сходом Сонця, швидко зростає і досягає максимального значення опівдні; із схиленням Сонця поступово падає і припиняється при його заході.

Найбільшої інтенсивності пряма сонячна радіація набуває навесні, а не влітку, коли Сонце досягає апогею. Причина такого явища зниження прозорості атмосфери (збільшення кількості водяної пари у хмарах, забруднення та запилення атмосфери).

Довжина хвиль прямої радіації лежить в інтервалі 0,29-24,0 мкм. Майже половина її енергії приходиться на ФАР.

За оптимальних умов інтенсивність прямої сонячної радіації наближається до максимуму – 1377 Вт/м² - сонячної сталої – це кількість теплоти, що поглинається перпендикулярною до сонячного випромінювання поверхнею 1 см² за хвилину.

Надходження сонячного випромінювання на горизонтальну поверхню не під прямим , а гострим кутом називається інсоляцією. Її визначають за формулою:

S – пряма сонячна радіація;

h – висота сонця над горизонтом.

Різниця між прямою сонячною радіацією та інсоляцією особливо велика зимою, коли висота сонця найменша.

Розсіяна радіація – утворюється при розсіюванні сонячного випромінювання атмосферним повітрям і хмарами. Вона з’являється за деякий час до сходу сонця і досягає максимуму опівдні і деякий час зберігається у сутінках. У річному ході максимум розсіяної радіації приходиться на липень. Інтенсивність розсіяного випромінювання залежить від висоти сонця над горизонтом, хмарності, прозорості повітря, висоти місцевості над рівнем моря, наявності снігового покриву в зимовий період. Причому між розсіяною радіацією і такими факторами, як висота над рівнем моря та прозорість повітря існує обернено пропорційна залежність. А між розсіяно. Радіацією та висотою сонця і наявністю снігового покриву залежність прямо пропорційна. Хмарність збільшує кількість розсіяної радіації, хоча вона значною мірою залежить від висоти, щільності, виду хмар.

Сумарна радіація – це сума розсіяної та прямої радіації, яка падає під кутом на горизонтальну поверхню (інсоляція). Це основна складова радіаційного балансу.

Співвідношення між розсіяною радіацією та інсоляцією залежить від висоти стояння Сонця, хмарності та прозорості атмосфери. Із збільшенням висоти сонця частина розсіяної радіації при безхмарному небі зменшується. Чим прозоріше атмосфера, тим менша частина розсіяної радіації. При суцільні щільні хмарності сумарна радіація повністю складається із розсіяної. Зимою , коли радіація відбивається від снігового покриву та проходить її вторинне розсіювання кількість розсіяної радіації в складі сумарної значно збільшується. Кількість сумарної радіації при наявності хмарності змінюється в великому діапазоні.

Відбита радіація – Частина сумарної радіації, яка доходить до підстилаючої поверхні Землі, відбивається від нього. Відношення відбитої частини радіації R_к, до всієї сумарної радіації Q називають альбедо:

Альбедо зазвичай виражають у відсотках.

Альбедо поверхні залежить від кольору, шорсткості, вологості, крутизни та експозиції схилу, наявності та типу рослинності. В таблиці 9 наведено альбедо різних природних поверхонь.

Таблиця 9.

Альбедо різних природних поверхонь

(за М.І. Будико і В.Л. Гаєвським).

Альбедо водної поверхні більше ніж альбедо суші, тому що сонячні промені поглинаються вологою і розсіюються в ній. Велике альбедо снігу та льоду обумовлює повільний хід весни в полярних районах та збереження там вічних льодів. Спостереження за альбедо проводять із штучних супутників. Альбедо моря дозволяє розрахувати висоту хвиль, альбедо хмар характеризує їх міцність та щільність, альбедо різних ділянок суші дозволяє аналізувати сніговий покрив та стан рослинної поверхні.

Альбедо в зимовий та літній періоди суттєво відрізняються.

Альбедо всіх поверхонь, а особливо водних, залежить від висоти Сонця: найменше альбедо буває в полуденні часи, найбільше ранком та ввечері, це пов’язано з тим, що при малі висоті Сонця в складі сумарної радіації збільшується частина розсіяної, яка більше, ніж пряма, відбивається від шорсткої поверхні.

Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери. На земній поверхні вночі температура знижується внаслідок випромінювання теплоти. Вдень ці витрати компенсуються сонячним випромінюванням з атмосфери.

Сонячна енергія підігріває атмосферу, яка поглинає значну частину сонячного випромінювання і, в свою чергу, випромінює довгохвильову радіацію як у світловий простір, так і на Землю. Випромінювання землею теплоти в нічні години навесні та восени може призвести до заморозків. Це явище періодично спостерігається на всій території України.

Припустивши, що вночі поверхня Землі випромінює теплоту, як чорне тіло, величину цього випромінювання Е_з можна визначити за рівнянням Стефана-Больцмана:

δ - випромінювальна здатність, тобто частина випромінювання абсолютно чорного тіла (σ ∙ Т⁴) від випромінювання досліджуваної поверхні.

Величина δ - стала Стефана-Больцмана, яка дорівнює 5,67 10^-8 Вт/(м² ∙ К⁴) або 0,81 10^-10 кал/(см² ∙ хв). В помірних широтах випромінювання атмосфери при безхмарному небі складає 0,4 - 0,5 кал/(см² ∙ хв), а при хмарності воно зростає на 20 – 30 %. Біля 62 – 64 % цього випромінювання направлено на до земної поверхні. Його надходження на земну поверхню складає зустрічне випромінювання атмосфери Е_а.

Різниця цих двох потоків характеризує втрату променистої енергії підстилаючою поверхнею. Цю різницю називають ефективним випромінюванням:

Ефективне випромінювання підстилаючої поверхні залежить від її температури, від температури і вологості повітря, а також від хмарності. З підвищенням температури земної поверхні Е_еф збільшується, а з підвищенням температури і вологості повітря зменшується. Особливо впливають на ефективне випромінювання хмари тому що, краплини хмар випромінюють майже , як і підстилаюча поверхня табл. 11). Якщо хмари щільні і температура їх наближається до температури підстилаючої поверхні, то випромінювання землі майже дорівнює випромінюванню атмосфери Ез Е_а і тоді Е_еф наближується до 0. В середньому ефективне випромінювання вночі та вдень при ясному небі складає 0,10 - 0,20 кал/см² ∙ хв.

Таблиця 11.

Ефективні радіаційні втрати земної поверхні під хмарністю різних типів

Добовий хід ефективного випромінювання характеризується максимумом в 12 - 14 годин, а мінімумом до сходу Сонця. Максимум сягає 0,30 - 0,40 кал/ см² ∙ хв. Річний хід ефективного випромінювання на територіях з континентальним кліматом характеризується максимумом в літні місяці, а мінімумом в зимові.

Рівняння радіаційного балансу – складається з прямої та розсіяної радіації, а також зустрічного випромінювання атмосфери.

В – радіаційний баланс;

S^/ - пряма радіація, яка приходить на горизонтальну поверхню;

D - розсіяна радіація;

R_к - відбита радіація;

Е_з – теплове випромінювання Землі;

Е_ат – зустрічне випромінювання атмосфери.

Рівняння радіаційного балансу може бути записано:

Q - сумарна радіація;

E_еф - ефективне випромінювання.

В хмарну погоду при відсутності прямої радіації:

Або

Вночі:

Якщо радіаційний баланс позитивний, то підстилаюча поверхня нагрівається, при від’ємному балансі цей шар остигає. Радіаційний баланс вдень буває позитивним, а вночі негативним.